Глава 10. ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ЭВОЛЮЦИЯ АТМОСФЕРЫ НА ЗЕМЛЕ (1119272), страница 6
Текст из файла (страница 6)
Например, можноучитывать только такие параметры, как масса атмосферы, ее теплоемкость, осредненноезначение энергии падающего на Землю солнечного излучения, а также принимать вовнимание существование сильной отрицательной обратной связи между сферическимальбедо планеты и ее осредненной приземной температурой. При этом, правда, теряетсялокальная детальность описания парникового эффекта, поскольку модель первогоприближения оказывается одномерной и осредненной по всей Земле. Однако в некоторыхслучаях такой подход обладает определенными преимуществами, поскольку позволяетполучать аналитический и однозначный результат решения таких глобальных проблем,как, например, определение влияния состава атмосферы на суммарную величину еепарникового эффекта (для всей Земли в целом).
Кроме того, надо иметь в виду, что в288одномерную модель можно включать дополнительные и локальные параметры, напримершироту местности, наклон оси вращения Земли к плоскости эклиптики, притокдополнительного тепла потоками воздушных масс (циклонами), альбедо снежногопокрова и т.д. Таким путем можно построить трехмерную и даже четырехмерную(четвертое измерение – время) модель парникового эффекта. При этом мы постараемсяпоказать, что главными факторами, ответственными за возникновение комфортныхклиматических условий на Земле, являются величина солнечной радиации, а также состав,давление и теплоемкость земной атмосферы.10.3.1. Основные характеристики современной атмосферыНапомним вначале основные характеристики земной атмосферы: масса атмосферыравна примерно 5,15·1021 г, среднее давление воздуха на уровне моря p0 равняется однойфизической атмосфере, или 1,0132 бар = 1013,2 мбар (760 мм ртутного столба), аплотность ρ0 ≈ 1,27⋅10–3 г/см3.
С высотой давление и плотность воздуха быстроуменьшаются по экспоненциальному закону (рис. 10.7):gµp = p 0 exp{−h} ,(10.7)RTгде g = 981 см/с2 – ускорение силы тяжести; µ – средний молекулярный вес атмосферныхгазов (для Земли при р = р0; µ = 28,97); R = 1,987 кал/град·моль = 8,314·107 эрг/град⋅моль– газовая постоянная; Т – абсолютная температура в градусах Кельвина; h – высота надуровнем моря, см. Соответственно уменьшается с высотой и плотность воздуха.Рис. 10.7.
Зависимость давления от высоты (рассчитано по распределению температуры с высотой,изображенному на рис 2.2)Азотно-кислородный состав земной атмосферы уникален для планет Солнечнойсистемы. Сухой воздух содержит 75,51% (по массе) азота, 23,15 – кислорода, 1,28 –аргона, 0,046 – углекислого газа, 0,00125 – неона и около 0,0007% остальных газов.Важной активной компонентой атмосферы является водяной пар (и вода в капляхоблаков). Содержание водяного пара и воды в атмосфере достигает (0,12 – 0,13)·1020 г, чтов пересчете на слой конденсированной воды составляет 2,5 см (25 мм), или в среднем 2,5г/см2 земной поверхности.
Если учесть среднегодовое испарение и выпадение осадков,приблизительно равное 780 мм водяного столба, то легко определить, что водяной пар ватмосфере обновляется примерно 30 раз в году, или каждые 12 дней. В верхних слояхатмосферы под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца возникает озон,состоящий из трехатомных молекул кислорода. Несмотря на малые количества озона в289атмосфере О3 ≈ 3,1·1015 г (кислорода в атмосфере О2 = 1,192·1021 г), этот газ спасает жизньна поверхности Земли от пагубного воздействия на нее жесткого излучения Солнца.По распределению температуры в атмосфере Земли (см.
рис. 2.2) можно выделитьтри характерных слоя. Нижний и наиболее плотный слой земной атмосферы – еетропосфера простирается до высот порядка 8–10 км в высоких широтах и до 16–18 км вэкваториальном поясе (в среднем до 12 км), содержит около 80% массы всей атмосферы ихарактеризуется почти линейным распределением температуры. Средний слой ужесущественно разреженной атмосферы включает в себя стратосферу и мезосферу ихарактеризуется крупным максимумом температуры, достигающим 270 К на высотахоколо 50 км. Этот температурный максимум связан с поглощением озономультрафиолетового излучения Солнца.
Еще выше расположена термосфера, в которойтемпература увеличивается с высотой до 1000 К и более, а на высотах, превышающих1000 км, термосфера постепенно переходит в экзосферу и далее в открытый космос.Между тропосферой и стратосферой, мезосферой и термосферой существуют переходныеслои, соответственно тропопауза, с температурами около 190–220 К и мезопауза стемпературами, близкими к 180–190 К.Распределение температуры в тропосфере Земли принципиально отличается от еераспределения в стратосфере, мезосфере и термосфере. В тропосфере это распределениепочти линейное, тогда как в верхней атмосфере оно резко нелинейное с характерныммаксимумом на высотах около 50 км и ростом температуры выше 90 км. Максимумтемпературы на высотах около 50 км связан с поглощением ультрафиолетового излученияСолнца озоном, повышение температуры выше 90 км связано с ионизацией разреженноговоздуха жестким излучением Солнца.
Таким образом, в стратосфере и мезосферетемпература в основном определяется радиационным механизмом передачи тепла, тогдакак распределение температуры в тропосфере определяется другими процессами,главным из которых является конвективный вынос тепла из этого нижнего и плотногослоя атмосферы в стратосферу, где далее оно теряется в космосе уже радиационнымпутем.10.3.2. Основы адиабатической теории парникового эффектаПо определению парниковым эффектом называется разность между среднейтемпературой поверхности планеты и ее радиационной (эффективной) температурой, подкоторой эта планета видна из космоса. Средняя температура по всей Земле в целомприблизительно равна +15 °С, а ее эффективная температура −18 °С, следовательно,парниковый эффект на Земле сейчас равен +33 °С.С точки зрения приведенного определения парниковый эффект является вполнереальной категорией, хотя сам термин “парниковый эффект” и неудачен, и физическипросто неверен.
Считается, что атмосфера, содержащая так называемые “парниковыегазы”, слабо поглощает солнечную коротковолновую радиацию, которая в большей частидостигает земной поверхности, но задерживает длинноволновое (тепловое) излучениеэтой поверхности, тем самым значительно уменьшая теплоотдачу Земли в космическоепространство. Это и принимается за главную причину повышения температурыатмосферного воздуха, и чем выше концентрация в воздухе упомянутых “парниковыхгазов”, поглощающих инфракрасное (тепловое) излучение, тем, как считается, бóльшимоказывается прогрев атмосферы.
Свое название эффект разогрева атмосферы подвлиянием поглощения парниковыми газами теплового излучения, идущего от поверхностиЗемли (greenhouse effect), получил по аналогии с теплицами, перекрытыми стекляннойкрышей (green house), поскольку стекло тоже легко пропускает видимый спектрсолнечного излучения, но задерживает инфракрасное излучение. Однако главный эффектвсех теплиц и парников такого типа в другом – в изоляции заполняющего их воздуха отконвективного перемешивания с наружным воздухом. По этой причине, как только290открываются окна теплиц и восстанавливается связь с внешним пространством, в нихсразу же пропадает и “парниковый” эффект.Поскольку Земля обладает сравнительно плотной атмосферой, то в ее нижнем инаиболее плотном слое − тропосфере толщиной около 12 км перенос тепла происходит нерадиационным путем, как это представляют себе сторонники “классического” подхода кпарниковому эффекту, а в основном благодаря конвективным движениям воздушныхмасс.
Действительно, в плотной тропосфере (давление больше 0,2 атм) всегда доминируетвынос тепла воздушными потоками, т.е. путем конвективного массообмена воздуха, прикотором его теплые массы расширяются и поднимаются вверх, а холодные, наоборот,сжимаются и опускаются вниз. Радиационный перенос тепла доминирует только вразреженных слоях стратосферы, мезосферы и термосферы.
Отсюда следует главныйвывод, что среднее распределение температуры в толще тропосферы должно бытьблизким к адиабатическому распределению, т.е. учитывающим расширение и охлаждениевоздуха при его подъеме и, наоборот, сжатие и разогрев воздуха при его опускании. Изэтого вовсе не следует, что конкретные распределения температуры в конкретныемоменты времени обязательно должны быть адиабатическими. Здесь имеются в видулишь средние распределения за промежутки времени порядка 1 месяца и более.Регулируется процесс адиабатического распределения температуры давлениематмосферы, а также эффективной теплоемкостью воздуха, учитывающей егодополнительный разогрев за счет поглощения “парниковыми” газами инфракрасного(теплового) излучения земной поверхности и выделения тепла при конденсации влаги втропосфере. Напомним, что при адиабатическом процессе температура газа, выраженная вградусах Кельвина (К), всегда оказывается пропорциональной давлению газа р в степенипоказателя адиабаты α, зависящего от эффективной теплоемкости газовой смесиатмосферы:(10.8)T = Cα⋅pα ,где C – постоянная.
При конденсации паров воды во влажной тропосфере происходитвыделение тепла и повышение температуры воздуха, это приводит к снижению значенияпоказателя адиабаты α. Например, среднее значение этого параметра для влажнойтропосферы Земли равно α = 0,1905, тогда как для сухого воздуха α = 0,2846.Важно отметить, что конденсация влаги в тропосфере порождает облачность,которая является главным фактором, определяющим отражательную способность Земли(ее альбедо). Это создает сильную отрицательную обратную связь между приземной ирадиационной температурами Земли, что приводит к стабилизации температурногорежима тропосферы. Действительно, любое повышение приземной температурыусиливает испарение влаги и увеличивает облачность Земли, а это, в свою очередь,повышает альбедо планеты и отражательную способность земной атмосферы.
Врезультате увеличивается отражение солнечного тепла от облаков в космос, а поступлениетепла на Землю сокращается, и средняя температура земной поверхности вновь снижаетсядо прежнего уровня. При этом надо учитывать, что любая отрицательная обратная связь всистеме приводит к линейной зависимости реакции на выходе системы от воздействия наее входе.
Это свойство систем с отрицательными обратными связями универсально ипроявляется вне зависимости от природы самих систем, будь то атмосфера планеты,электронный усилитель или центробежный регулятор Уатта в паровых машинах. Внашем случае входным сигналом является температура, характеризующая собойсолнечное излучение на расстоянии Земли от Солнца. Для Земли эта температура,называемая температурой “абсолютно черного тела”, равна Tbb = 278,8 К = +5,6 °С.Отсюда делается второй вывод, что средняя приземная температура Ts линейно зависит оттемпературы, характеризующей солнечное излучение. Этих двух условий достаточно дляоднозначного определения средней температуры на любом уровне земной тропосферы:T = b α ⋅ Tbb ⋅ p α .(10.9)291В этом уравнении показатель адиабаты зависит от мольного веса газовой смесиатмосферы и теплоемкости воздуха.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
